Litogeoquímica dos granulitos ortoderivados da cidade de ... · PDF filee paragêneses minerais com as fácies metamórficas e fases de deformação. Analisou-se 63 amostras dos gra-nulitos

Revista Brasileira de Geociências Jailma Santos de Souza et al. 40(3): 339-354, setembro de 2010

Arquivo digital disponível on-line no site www.sbgeo.org.br 339

Litogeoquímica dos granulitos ortoderivados da cidade de Salvador, Bahia

Jailma Santos de Souza1, 2, Johildo S. F. Barbosa2 & Luiz César Correa-Gomes,2,3

Resumo A região que compreende a cidade de Salvador é subdividida em três domínios geológicos principais: (i) a Bacia Sedimentar do Recôncavo, limitada a leste pela Falha de Salvador; (ii) a Margem Costeira Atlântica, formada por depósitos terciários e quaternários modelados por flutuações climáticas e do nível relativo do mar; e (iii) o Alto de Salvador, que representa um horst de litotipos cristalinos, metamórficos de alto e médio grau. Estudos realizados por Barbosa et al (2005), no Alto de Salvador, mostraram uma história geológica complexa, com grande diversidade de litotipos metamórficos de alto grau, deformados de modo polifásico e freqüentemente cortados por corpos tabulares monzo-sienograníticos e diques máficos. Os litotipos metamórficos ortoderivados representam a associação litológica predominante em Salvador. Os estudos petrográficos e petroquímicos realiza-dos neste trabalho subdividiram estes litotipos em granulitos tonalíticos (T1, T2), granulitos charnoenderbíticos (CHED1, CHED2, CHED3), granulitos monzocharnockíticos (MZCH), e granulitos quartzo-monzodioríticos (QMZD1, QMZD2, QMZD3). A litogeoquímica mostra que a maioria dos granulitos ortoderivados se origina-ram a partir de magma cálcio-alcalino, sendo alguns tipos (T1, T2) pobres em K2O e outros (CHED1, CHED2, MZCH, QMZD1, QMZD2, QMZD3) ricos nesse elemento. Entretanto, um deles (CHED3) pode ser derivado de magma transicional toleítico/calcio-alcalino. Quanto aos elementos traços verifica-se certa similaridade nos spidergrams dos litotipos estudados, com anomalias positivas de Ba, La, Zr e Y, e negativas de K, Ti, Ho, Yb e P. Por sua vez, os padrões de ETR são relativamente distintos, apresentando um forte fracionamento entre os ERTL em relação aos ETRP, característicos de magmas cálcio-alcalinos. Excetua-se o subtipo CHED3, que apresenta uma disposição aproximadamente subhorizontal, mais próxima de magmas toleiíticos.

Palavras-chave: litotipos ortoderivados, granulitos, litogeoquímica.

Abstract Lithogeochemistry of the orthoderived granulites of the Salvador city, Bahia, Brazil. The region in which the city of Salvador is located is subdivided into three main geologic domains: (i) the Recôncavo sedimentary basin, limited in the east by the Salvador Fault; (ii) the coastal plain, formed of tertiary and quaternary deposits shaped by climatic changes and sea level variations and (iii) the Salvador high, that represents one horst of crystalline high to medium grade lithotypes. Studies carried out by Barbosa et al (2005), in the Salvador High have shown a complex geologic history, with great diversity of high grade metamorphic lithotypes, poliphasically deformed and frequently cut by monzosienogranites and mafic dikes. The orthoderived metamorphic lithotypes represent the predominant lithologic association in Salvador. Petrographic studies has subdivided these lithotypes in tonalitic granulites (T1, T2), charnoenderbitic granulites (CHED1, CHED2, CHED3), monzocharnockitic granulites (MZCH) and quartz-monzodiorític granulites (QMZD1, QMZD2, QMZD3). The lithogeochemistry shows that the orthoderived granulites were originated from calcalkaline magma, being in some types (T1, T2), poor in potassium and others (CHED1, CHED2, MZCH, QMZD), rich in that element, and/or of calcalkaline toleitic transitional magma as, for example, the subtype CHED3. Considering the trace elements, a similarity in the spidergrams of the studied lithotypes is verified, with positive anomalies of Ba, Th, Zr and Y, and negative anomalies of K, Y, Ho, Yb and P. The REE patterns of these lithotypes are relatively distinct, presenting a strong fractionation of the LREE in relation to the HREE, which is characteristic of calcalkaline magmas, excepting subtype CHED3, which presents an approximately subhorizontal disposal, similar to that of tholeiitic magmas.

Keywords: orthoderived lithotypes, granulites, lithogeochemistry.

1 - Universidade Federal da Bahia, Programa de Pós-graduação em Petrologia, Metalogênese e Exploração Mineral, Salvador, (BA), Brasil. E-mail: [email protected] - Universidade Federal da Bahia, Instituto de Geociências, Núcleo de Geologia Básica, Salvador (BA), Brasil. E-mail: [email protected], [email protected] - Centro Federal de Educação Tecnológica da Bahia, Departamento de Ciências Aplicadas, Coordenação de Geologia, Salvador, (BA), Brasil. E-mail: [email protected]

sentados, serão incorporados ao mapa geológico de Salvador, o qual servirá de base para estudos futuros relacionados a problemas atualmente existentes nessa metrópole, como, por exemplo, a ocupação desordena-

INTRODUÇÃO O trabalho apresenta os principais dados petrográficos e litogeoquímicos dos granulitos ortoderivados que constituem, predominantemente, o substrato de Salvador. Os dados geológicos, aqui apre-


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da da área urbana e a visão restrita do quadro hidro-geológico e geotécnico, que se configuram como de interesse singular, tendo em vista os graves impactos ambientais, sociais e econômicos ali estabelecidos.

MATERIAIS E MÉTODOS A partir dos estudos petrográficos, identificou-se a mineralogia dos litotipos encontrados, classificando e relacionando suas texturas e paragêneses minerais com as fácies metamórficas e fases de deformação. Analisou-se 63 amostras dos gra-nulitos ortoderivados para determinação de elementos maiores, traços e terras raras (ETR) no laboratório da GEOSOL - Geologia e Sondagens Ltda, por meio das metodologias de fluorescência de raios-X, absorção atômica e ICP-MS (Inductively Coupled Plasma Mass Spectroscopy). Por fluorescência de raios-X, deter-minou-se SiO2, Al2O3, FeO, Fe2O3, MgO, CaO, TiO2, P2O5, MnO, e os elementos traços V, Rb, Ba, Sr, Ga, Nb, Zr, Y e Th, obtendo-se uma precisão próxima de 100% nos primeiros e de até 1ppm nos últimos. Por ICP-MS, foram determinados os ETR, essenciais na identificação e classificação dos protólitos granulíticos. Por espectrometria de absorção atômica, determinou-se os teores de Na2O e K2O, análise esta complementar àquelas obtidas por ICP-MS e fluorescência de raios-X. Para detalhar e caracterizar o comportamento litogeo-químico dos litotipos metamórficos ortoderivados de Salvador, empregou-se diagramas bivariantes com síli-ca como índice de diferenciação, bem como diagramas multi-elementares dos elementos traços (spidergrams), além de padrões de elementos terras raras.

GEOLOGIA REGIONAL E TRABALHOS AN-TERIORES A região que compreende a cidade de Salvador está inserida na confluência de duas ma-cro-unidades tectônicas importantes: (i) a primeira alongada na direção NE-SW, correspondente à Faixa Salvador-Esplanada (Barbosa & Dominguez 1996); e (ii) a segunda, orientada grosseiramente na dire-ção N-S, que é coincidente com aquela encontrada no Cinturão Itabuna-Salvador-Curacá (CISC) (Bar-bosa & Sabaté 2002, 2004) (Fig. 1). Essas entidades geotectônicas, integrantes do Cráton São Francisco no Estado da Bahia, apresentam uma complexa his-tória formacional-deformacional, considerando-se o conhecimento atual da evolução das mesmas (Bar-bosa & Dominguez 1996, Barbosa & Sabaté 2002, 2004, Oliveira Junior 1990 e Delgado et al. 2002). A Faixa Salvador-Esplanada, na região de Salvador, contem rochas metamórficas, a maioria classificada como da fácies granulito (Fujimori & Allard 1966, Fujimori 1968, 1988, Tanner de Oliveira 1970, Jesus 1978, Tanner de Oliveira & Conceição 1982). Estas são cortadas por enxames de diques máficos (Mestri-nho et al. 1988, Moraes Brito 1992, Corrêa-Gomes 1992, Corrêa-Gomes et al. 1996) e corpos tabulares de granitóides (Celino & Conceição 1983, Celino et al. 1984). Oliveira Júnior (1990) afirmou que, em direção a Sergipe, as rochas metamórficas gradacio-nam para rochas da fácies anfibolito.

A região que compreende a cidade de Salvador é subdividida em três domínios geológicos principais: (i) a Bacia Sedimentar do Recôncavo, que faz parte de um sistema maior denominado Recôncavo-Tucano-Jatobá, sendo limitada a leste pelo sistema de falhas de Salva-dor, a oeste pela falha de Maragogipe, a norte e noroeste pelo Alto de Aporá, e a sul pelo sistema de falhas da Barra; (ii) a Margem Costeira Atlântica, formada por depósitos terciários e quaternários os quais são consti-tuídos por acumulações pouco espessas de sedimentos inconsolidados de natureza argilosa, arenosa e areno-ar-gilosa, que foram modelados por flutuações climáticas e do nível relativo do mar (Bittencourt et al 1987, 2000, Dominguez et al. 1999, Martin et al 1980); e, (iii) o Alto de Salvador, que representa um horst de rochas crista-linas, metamórficas de alto e médio grau, que separa aBacia Sedimentar do Recôncavo do Oceano Atlântico (Barbosa et al. 2005, Barbosa & Souza inédito).

Pesquisas realizadas por Barbosa et al. (2005) na parte oeste da capital baiana mostraram uma grande diversidade de litotipos metamórficos orto e paraderiva-dos de alto a médio grau, deformados de modo polifá-sico e, freqüentemente, cortados por diques máficos e corpos tabulares monzo-sienograníticos. Por vezes, es-ses últimos, apresentam evidências de que foram meta-morfisados (Barbosa et al. 2005). Os litotipos estudados foram deformados por, no mínimo, três fases de defor-mação contínuas (Fn+1, Fn+2 e Fn+2´), em profundidades correspondentes àquelas da fácies granulito (Barbosa et al. 2005). As principais estruturas compreendem dobras recumbentes (planos axiais Sn+1 e eixos sub-horizontais), redobradas com feições isoclinais apertadas (planos axiais Sn+2 sub-verticais e eixos horizontais). Zonas de cisalhamento transcorrentes (Fn+2´), síncronas à segunda fase e subparalelas às superfícies axiais de Fn+2 imprimi-ram lineações de estiramento mineral, também paralelas aos eixos das dobras isoclinais.

Quanto às deformações rúpteis, o primeiro con-junto de fraturas N60o-N90o foi ativado durante a pene-tração dos diques máficos metamórficos e dos metamon-zo-sienogranitos. O segundo conjunto de fraturas (N40o-70o) está associado apenas à intrusão de diques máficos não metamórficos e o terceiro (N120o-N160o) apenas aos monzo-sienogranitos (Barbosa et al, 2005). O sistema de falhas de Salvador, de idade mesozóica, está relacionada ao quarto conjunto de fraturas (N30o e N40o) e, como a Falha do Iguatemi e do Jardim de Alah são subparalelas àquela, considera-se ambas contemporâneas. O quinto conjunto de fraturas (N130o–N140o) é paralelo às falhas de transferência da Bacia do Recôncavo.

Os estudos realizados por Barbosa et al. (2005), embora tenham contribuído de modo significativo para o conhecimento geológico da cidade, concentraram-se na parte oeste do Alto de Salvador. Com isso, percebeu-se a necessidade da realização de estudos adicionais, visan-do complementar o conhecimento geológico desse Alto como um todo, com a coleta de dados petrográficos, petro-químicos e estruturais também na parte leste, para alcan-çar um melhor entendimento da evolução metamórfico/deformacional desse segmento crustal.

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Jailma Santos de Souza et al.

GEOLOGIA LOCAL E PETROGRAFIA Com relação aos trabalhos de campo e do ponto de vista petrográfico, as rochas encontradas na área em estudo foram separadas em cinco unidades: (i) encraves ul-tramáficos e máficos granulitizados, (ii) granulitos pa-

raderivados, (iii) granulitos ortoderivados, (iv) diques máficos e (v) corpos e veios monzo-sienograníticos. Com exceção da primeira unidade, todas as outras estão representadas no mapa geológico da figura 2 (Souza et al., em preparação).

Figura 2 - Mapa geológico da Cidade de Salvador (Souza et al., em preparação).

Figura 1 - Cráton São Francisco com os principais compartimentos tectônicos (Alkmim et al. 1993) e mapa geológico esquemático da porção do Cráton São Francisco onde está situada a área de pesquisa (adaptado de Correa-Gomes et al. 2005).



Os granulitos ortoderivados de Salvador, obje-to desse trabalho, apresentam características similares entre seus litotipos, o que dificulta sua separação, tanto no campo quanto na petrografia. Estas rochas, quando pouco alteradas, são verde-acinzentadas e de aspecto homogêneo, tornando pouco visível suas estruturas. Os estudos petrográficos permitiram subdividir os litoti-pos ortoderivados em granulitos tonalíticos, granulitos charnoenderbíticos, granulitos monzocharnockíticos e granulitos quartzo-monzodioríticos (Fig. 3).

Salientamos que estes litotipos, ou estão enco-bertos por sedimentos de idade cenozóica, ou por espesso manto de alteração, ou ainda pelas construções civis, res-tringindo-se, por isso, seus melhores afloramentos, ao lon-go da orla marítima, no fundo de vales de rios e riachos, ao longo de túneis, em avenidas, nas aberturas de estradas e nas obras subterrâneas do Metrô de Salvador, tornando a correlação dos afloramentos estudados um desafio.

Granulitos tonalíticos - são leuco a mesocráticos, pos-suem foliação segundo N30o-N40o (Fig. 4a) e exibem textura xenoblástica a granoblástica, às vezes, poligo-nal. São constituídos por plagioclásio (39-58%), quart-zo (20-30%), ortopiroxênio (8-18%), clinopiroxênio (6-17%) e mesopertita (0-5%) (Tab. 1). Os cristais de plagioclásio são xenoblásticos a sub-idioblásticos, com contatos irregulares e, por vezes, sericitizados como re-sultado do retrometamorfismo. Em geral apresentam-se com extinção ondulante e não geminados. O quartzo também é xenoblástico a sub-idioblástico, com conta-tos irregulares, apresentando extinção ondulante e fra-turamento incipiente. O ortopiroxênio é sub-idioblásti-

co, fraturado, e com contatos irregulares e, por vezes, porfiroblástico. Juntamente com o clinopiroxênio, ca-racterizam o alto grau metamórfico dessas rochas. Os grãos de minerais opacos, em geral magnetita, podem, em algumas amostras, alcançar até 4% da composição modal. O feldspato potássico, mesopertítico, é em geral ausente; no entanto, em algumas amostras, pode atin-gir 5% na estimativa modal. Os constituintes menores compreendem a apatita e o zircão. A biotita, em geral produto retrometamórfico, varia entre 5 a 10%, ocor-rendo sempre nas bordas dos piroxênios e opacos.

Granulitos charnoenderbíticos - são rochas leucocrá-ticas a mesocráticas e com textura granoblástica fina a média. Quando inalterados mostram aspecto homo-gêneo, o que dificulta a identificação dos efeitos das deformações. Em alguns afloramentos semi-alterados é possível notar cristais de quartzo e feldspato reliquia-res, estirados e imersos em matriz metamórfica mais fina (Fig. 4b). Praticamente todos minerais apresen-tam extinção ondulante, considerada como função de deformações pós-pico metamórfico. Seus constituintes maiores compreendem plagioclásio antipertítico (35-48%), quartzo (20-30%), mesopertita ou microclínio pertítico (8-15%), ortopiroxênio (8-15%) e clinopiro-xênio (1-8%) (Tab. 1). O plagioclásio tem geminações albita e albita-periclina, sobretudo nas amostras menos deformadas, e, por vezes, possui inclusões de quartzo arredondado, ortopiroxênio, opacos, apatita e zircão. O quartzo é xenoblástico, placóide e com contatos irre-gulares. A mesopertita é sub-idioblásticas e, por vezes, exibe bordas de microclínio pertítico. O ortopiroxê-

Figura 3 - Diagrama Q-A-P (Streckeisen, 1976) com a projeção das amostras representativas dos litotipos granulíticos ortoderivados de Salvador. 3b - campo dos charnockitos; 4 - campo dos charnoenderbitos; 5 - campo dos tonalitos; 8 - campo dos quartzo monzonitos; 9 - campo dos quartzo monzodioritos.



Figura 4 - Afloramentos dos litotipos granulíticos ortoderivados da área estudada. (a) Granulito tonalítico com foliação N30°/70SW, encontrado no Farol da Barra; (b) Granulito charnoenderbítico pouco alterado, onde é possível observar cristais de quartzo e feldspato estirados e imersos em uma matriz fina, localizado na Bacia das Moças, Rio vermelho; (c) Granulito monzocharnockítico exibindo dobras com planos axiais sub-horizontais, encontrado na Praia de Jardim de Alah e (d) Granulito quartzo-monzodiorítico com deformação ressaltada na porção mais alterada, observado na praia de Costa Azul.

Tabela 1 - Composição modal típica dos litotipos granulíticos ortoderivados de Salvador.

LITOTIPOS MINERAIS METAMÓRFICOS(Composição Modal)

MINERAISACESSÓRIOS

MINERAISMETAMÓRFICOSREGRESSIVO

Granulitos tonalíticos

Granulitos charnoenderbíticos

Granulitos monzocharnockíticos

Granulitos quartzo-monzodioríticos

Pl (39-58%);Qtz (20-30%); Opx (8-18%);Cpx (6-17%); Mp (0-5%)Pl (35-48%); Qtz (20-30%); Mp (8-15%); Opx (8-15%); Cpx (1-8%)Pl (32-38%); Qtz (20-30%); Mp (21-25%); Cpx (1-6%); Opx (1-2%)Pl (38-58%); Opx (8-18%); Mc (12-18%); Qtz (7-16%);Cpx (3-6%);

Op; Zrn; Ap

Op; Zrn; Ap; ±Grt

Op (4%); Ap

Op(5%); Zrn; Ap

Bt (5-10%); Ser

Bt; Hbl

Bt (8-12%); Hbl (1-6%)

Bt (3-5%); Hbl (12-21%)

ABREVIAÇÕES DE MINERAIS: Opx - ortopiroxênio; Cpx - clinopiroxênio; Pl - plagioclásio; Mp - mesopertita; Hbl - hornblenda; Bt - biotita; Qtz - quartzo; Grt - granada; Mc-microclina; Op - minerais opacos; Ser - sericita; Zrn - zircão; Ap - apatita. Abreviaturas dos minerais segundo recomendação da IUGS - International Union of Geological Sciences - SCMR - Systematics of Metamorphic Rocks (Feltes & Desmond, 2007)



nio é sub-idioblástico a xenoblástico e, em geral, está parcialmente alterado para clorita e óxido de ferro ao longo das clivagens. O clinopiroxênio é raro nestes gra-nulitos, mas, quando ocorre, está associado ao ortopi-roxênio. Em algumas amostras também são observados pequenos cristais de granada. Biotita vermelha e hor-nblenda verde são secundárias, ocorrem em pequenas proporções, ao redor do plagioclásio antipertítico, ou ao lado de cristais de piroxênio e de opacos, sendo in-terpretadas, portanto, como retrometamórficas (Tab. 1).

Granulitos monzocharnockíticos - mostram-se bas-tante deformados, exibindo dobras com plano axial sub-horizontal (Fig. 4c). São leuco a mesocráticos e exibem textura xenoblástica a granoblástica. Estas ro-chas apresentam como minerais principais o plagioclá-sio antipertítico (32-38%), quartzo (20-30%), mesoper-tita e/ou microclínio pertítico (21-25%), clinopiroxênio (1-6%) e ortopiroxênio (1-2%) (Tab. 1). Os cristais de plagioclásio são xenoblásticos a sub-idioblásticos com contatos irregulares com os demais minerais. Em geral são antipertíticos ou mirmequíticos nas bordas quan-do em contato com cristais de mesopertita. O quartzo é também xenoblástico a sub-idioblástico, com con-tatos irregulares, exibindo freqüentemente extinção ondulante e fraturamento incipiente. O clinopiroxênio ocorre tanto como cristais fraturados, sub-idioblásticos, quanto com contatos irregulares, sobretudo quando in-cluso no plagioclásio. Na maioria das amostras estuda-das, o clinopiroxênio, juntamente com o ortopiroxênio em contato reto, atesta o alto grau desses litotipos. Os opacos chegam a alcançar cerca de 5% da moda de al-gumas das amostras. O feldspato potássico ocorre, na maioria das vezes, sob a forma de mesopertita, mas a microclínio pertítico pode chegar a cerca de 4% da composição modal. Os minerais acessórios completam esta composição, sendo a apatita a mais freqüente. A biotita e a hornblenda são, em geral, consideradas pro-duto de retrometamorfismo e ocorrem quase sempre em contato com plagioclásio, ou bordejando piroxênios e opacos, e com proporções variando entre 8 a 12%, no caso da biotita, e 1 a 6%, no caso da hornblenda. A bio-tita aparece principalmente sob a forma de plaquetas e, eventualmente, sob a forma de cristais xenoblásticos. A hornblenda é sub-idioblástica e de cor esverdeada.

Granulitos quartzo-monzodioríticos - estes litotipos, quando pouco alterados, exibem aspecto homogêneo, tornando pouco visíveis as estruturas deformacionais (Fig. 4d). São leuco a mesocráticos, de textura xeno-blástica a granoblástica média, constituídos predomi-nantemente de plagioclásio (38-58%), ortopiroxênio (8-18%), microclínio (12-18%), quartzo (7-16%), hornblenda verde (12-21%) e clinopiroxênio (3-6%) (Tab. 1). O plagioclásio é sub-idioblástico com conta-tos irregulares com os demais minerais, exibindo em geral geminação albita. Alguns cristais mostram-se an-tipertíticos. O feldspato potássico (microclínio) ocorre como cristais sub-idioblásticos. Os cristais de quartzo são também xenoblásticos a sub-idioblásticos e com

contatos irregulares, mostrando freqüentemente extin-ção ondulante e fraturamento pouco intenso. Os grãos de ortopiroxênio são sub-idioblásticos, fraturados, com pleocroísmo de tonalidades verde a rosa e tem contatos irregulares com a hornblenda verde, a biotita e o plagio-clásio. Por vezes encontram-se alterados para óxido de ferro ao longo das clivagens. O clinopiroxênio ocorre como cristais fraturados, sub-idioblásticos e, juntamen-te com o ortopiroxênio, compõe um arranjo granoblás-tico, resultante da atuação do metamorfismo de alto grau. Os opacos são freqüentes e podem, em algumas amostras, alcançar até 6% da moda. Os constituintes menores compreendem a apatita e o zircão. A hornblen-da verde é sub-idioblástica e chega a alcançar 21% da moda, ocorrendo principalmente sob a forma de palhe-tas de contato curvo com piroxênios e opacos, embora, eventualmente, exiba forma de cristais xenoblásticos. É considerada como produto do metamorfismo retrogres-sivo, assim como a biotita, que é observada em pequena quantidade modal (3-5%) (Tab. 1).

LITOGEOQUÍMICA Apesar da escassez de aflo-ramentos, constatou-se, através de estudos litogeo-químicos realizados nesse trabalho e por Barbosa et al. (2005), Barbosa et al. (2005) e Barbosa & Souza (inédito), uma grande diversidade de litotipos na cidade de Salvador, com composições químicas variadas (en-craves ultramáficos e máficos granulitizados, granuli-tos paraderivados, granulitos ortoderivados, diques má-ficos e corpos e veios monzo-sienograníticos). Diante desta diversidade litológica, para detalhar a petroquí-mica, nesse trabalho os estudos litogeoquímicos foram concentrados nos litotipos granulíticos ortoderivados, devido à sua representatividade na cidade em foco. Os resultados das análises químicas representativas destes litotipos granulíticos ortoderivados são apresentados na tabela 2.

Para o estudo petroquímico, adotou-se as interpre-tações de Barbosa & Fonteilles (1989) que, ao pesquisar litotipos semelhantes no sul do Estado da Bahia, demons-traram que os elementos químicos maiores (exceto Na2O e K2O), os traços e, principalmente, os elementos terras raras (ETR) comportaram-se como elementos imóveis durante a granulitização. Considerando esta premissa, a análise do comportamento geoquímico desses elementos possibilita a caracterização, com relativa segurança, dos protólitos dos granulitos, permitindo, inclusive, a elabo-ração de considerações sobre os tipos de magmas gerado-res. Uma constatação importante, proveniente do estudo petroquímico, é a possibilidade de se identificar subgru-pos petrologicamente distintos dentre os granulitos es-tudados, tarefa esta que nem a petrografia nem o campo permitiram. Assim, dos granulitos tonalíticos surgiram os subtipos T1 e T2; dos granulitos charnoenderbíticos, os subtipos CHED1, CHED2 e CHED3; e dos granulitos quartzo-monzodioríticos, os subtipos QMZD1, QMZD2 e QMZD3.

Granulitos tonalíticos - são rochas intermediárias, com teores de SiO2 variando entre 58 e 69%. São carac-



Tabela 2 - Resultados das análises químicas representativas dos litotipos granulíticos ortoderivados de Salvador.

Granulitos Tonalíticos Granulitos Charnoenderbíticos Granulitos Monzo-charnockíticos Granulitos Quartzo-monzodioríticos

T1 T2 CHED1 CHED2 CHED3 MZCH QMZD 1 QMZD2 QMZD3

Amostra SG-31 SG-44 NL-56 SG-25B SG-38 SG-62 SG-

04A TR-02 SG-82 SG-79 SG-39A

ETS-04B

SG-88A

SG-01D

CONC 01

SG-52A

SG-37C

SG-03A

SG-05A

SiO2 58,60 63,80 69,10 69,30 60,00 62,40 60,90 64,50 59,00 65,70 64,20 64,30 70,50 52,60 55,50 57,10 58,40 55,20 58,00

TiO2 0,64 0,51 0,40 0,39 0,67 0,44 0,56 0,96 0,57 0,40 0,43 0,85 0,47 1,40 0,66 2,30 2,00 0,84 0,74

Al2O3 15,50 15,80 16,30 15,00 16,30 15,50 15,10 15,10 15,2 15,90 16,40 15,10 14,30 16,30 16,30 16,20 15,00 15,70 16,10

Fe2O3 1,90 0,79 3,20 4,30 5,20 2,10 4,60 1,70 6,70 3,00 0,87 3,50 1,40 5,60 3,20 2,50 2,80 9,80 7,40

FeO 7,20 6,30 1,40 0,29 3,30 5,00 5,60 5,40 2,50 2,72 4,40 4,30 2,78 5,80 5,60 6,40 6,40 1,60 3,00

FeOt 8,91 7,01 4,28 4,16 7,98 6,89 9,74 6,93 8,53 5,42 5,18 7,45 4,04 10,84 8,48 8,65 8,92 10,42 9,66

Fe2O3t 9,90 7,79 4,76 4,62 8,87 7,65 10,82 7,70 9,48 6,02 5,76 8,28 4,49 12,04 9,42 9,61 9,91 11,58 10,73

MnO 0,11 0,12 0,08 0,09 0,09 0,09 0,17 0,12 0,15 0,10 0,05 0,09 0,03 0,16 0,15 0,12 0,14 0,18 0,13

MgO 4,90 3,20 1,30 1,40 3,60 3,00 3,90 1,80 4,30 2,20 2,00 1,70 0,83 6,60 6,20 2,80 2,60 5,00 2,50

CaO 6,20 4,70 3,60 3,40 6,20 6,00 4,90 4,00 6,10 5,30 3,40 4,00 1,80 7,00 6,50 4,50 5,50 2,90 3,50

Na2O 2,50 3,60 2,80 3,50 3,00 3,10 1,80 3,60 2,90 2,60 2,70 3,10 1,70 3,20 3,80 3,70 3,30 2,10 2,00

K2O 0,82 0,86 1,70 1,30 1,80 2,10 3,50 2,70 1,70 2,20 5,30 3,40 7,00 1,40 1,90 4,30 3,60 6,80 6,10

P2O5 0,29 0,13 0,07 0,28 0,24 0,20 0,24 0,40 0,23 0,16 0,21 0,39 0,16 0,51 0,39 0,60 0,85 0,39 0,37

Total 98,66 99,81 99,95 99,25 100,40 99,93 100,27 100,28 99,35 100,28 99,96 100,73 100,97 100,57 100,20 100,52 100,59 100,51 99,84

V 200 137 45 10 164 125 113 97 98 107 85 94 43 152 132 110 135 181 178

Rb <5 <5 18 <5 8 10 128 24 83 35 103 44 171 5 53 41 53 173 176

Ba 430 349 1769 387 670 794 360 1406 5000 713 1572 1616 1278 839 2138 1818 2138 3086 1482

Sr 506 545 934 502 574 581 57 542 687 407 508 422 337 591 499 536 499 109 105

Nb 5 5 8 5 7 5 5 13 5 5 10 6 11 31 41 31 5 5

Zr 63 138 224 171 131 124 108 284 597 150 106 299 1006 180 99 122 439 101 113

Y 21 14 33 36 22 21 24 22 21 24 25 33 43 21 20 44 62 20 24

Th <5 <5 38 26 5 5 31 0 1,2 2,7 5 0 21 23 0 5 5 30 29

F 450 190 0 600 190 540 0 470 239 504 700 240 570 0 220 640 840 0 0

Cl 51 20 20 109 20 20 20 29 41 95 135 64 252 28 53 372 327 23 20

La 21,51 12,90 43,49 59,25 15,59 21,40 24,51 105,44 24,00 29,20 23,32 37,89 157,00 34,29 21,15 35,74 54,03 20,20 6,91

Ce 40,14 20,00 68,26 115,30 32,77 36,40 47,02 152,92 46,80 46,50 49,51 76,99 285,00 56,41 45,06 76,25 108,07 34,88 12,06

Nd 18,99 6,90 18,72 60,73 10,16 16,20 16,79 21,51 26,20 17,40 14,15 23,31 107,00 21,83 16,87 31,78 38,50 14,51 4,59

Sm 3,19 1,50 2,64 9,16 2,15 2,40 1,28 3,20 6,00 2,90 3,21 4,29 12,90 2,81 3,54 6,48 7,55 1,82 0,40

Eu 1,03 0,28 0,50 1,25 0,44 0,73 0,62 0,70 1,35 1,08 0,76 0,95 1,98 1,00 0,71 1,22 1,26 0,76 0,22

Gd 3,17 0,85 1,92 6,35 1,08 2,00 0,49 2,08 6,03 2,70 2,25 2,76 9,08 0,94 2,50 5,15 6,03 0,85 0,20

Dy 2,07 0,29 1,50 3,01 0,56 0,99 0,54 0,45 5,28 2,77 0,85 0,69 4,44 0,52 1,04 2,16 2,39 0,28 0,10

Ho 0,35 0,20 0,61 0,11 0,12 0,10 0,08 1,07 0,57 0,16 0,12 0,80 0,08 0,16 0,40 0,46 0,05 0,02

Er 0,63 0,13 0,54 1,26 0,29 0,43 0,26 0,21 2,94 1,70 0,41 0,27 2,18 0,22 0,40 0,95 1,19 0,12 0,04

Yb 0,55 0,07 0,48 0,76 0,26 0,23 0,20 0,22 2,70 1,70 0,40 0,27 2,30 0,14 0,29 0,65 0,97 0,14 0,06

Lu 0,04 0,06 0,04 0,07 0,03 0,04 0,06 0,38 0,26 0,12 0,04 0,34 0,04 0,06 0,14 0,16



terizadas por apresentar teores de TiO2 variando de 0,4 a 0,8%, de CaO, entre 3,6 e 6,2%, de Na2O, entre 2,5 e 3,6% e de K2O, entre 0,8 e 3,6% (Tab. 2). Esses granuli-tos são subalcalinos, conforme diagrama (Na2O + K2O) versus SiO2 de Irvine & Baragar (1971) (Fig. 5a), e cal-cioalcalinos, segundo o gráfico AFM de Irvine & Bara-gar (1971) (Fig. 5b). Os diagramas SiO2 versus FeO(t)/MgO (Fig. 6a) e FeO(t) versus FeO(t)/MgO (Fig. 6b) (Myashiro, 1975) confirmam o caráter calcioalcalino destes litotipos. Por sua vez, o diagrama proposto por O’Connors (1965), que utiliza as proporções normati-vas de anortita, albita e ortoclásio (Fig. 7), confirma a composição tonalítica dos protólitos destes granulitos. Apesar da escassez de afloramento e, portanto, também dos dados analíticos, os diagramas bivariantes permiti-ram reconhecer dois tipos de protólitos dos granulitos tonalíticos: o tipo T1, que gerou, grosseiramente, trends de diferenciação magmática reconhecíveis pelo com-

portamento dos elementos maiores e traços; e o tipo T2, que, devido ao reduzido número de amostras, não per-mitiu a identificação de um trend de diferenciação (Fig. 8). No tipo T1 pode-se observar o comportamento in-compatível de K2O e Na2O e, notadamente compatível, de TiO2 e CaO (Fig. 8). Quanto aos elementos traços, verifica-se uma tendência decrescente do elemento V e outra crescente do elemento Zr (Fig. 8). Nos diagramas multielementares, verifica-se um comportamento algo similar para ambos os tipos de granulitos tonalíticos, mas, em T2, é possível observar um enriquecimento em elementos incompatíveis, visto que esse subtipo é mais diferenciado, exceto para o fósforo (Fig. 9). Quanto aos ETR (Fig. 10), as anomalias de Eu em T1e T2 não existem ou não são muito significativas, exceto para a amostra SG-25B (T2). Para esses litotipos nota-se tam-bém um forte fracionamento entre os elementos terras raras leves (ERTL) em relação aos elementos terras ra-

Figura 6 - Diagramas (a) SiO2 versus FeO(t)/MgO e (b) FeO(t) versus FeO(t)/MgO de Miyashiro (1975) , com a projeção das composições químicas dos litotipos granulíticos ortoderivados de Salva-dor. O FeO(t) encontra-se na forma de FeO.

Figura 5 - Diagramas (a) (Na2O + K2O) versus SiO2 de Irvine & Baragar (1971) e (b) A (Na2O+K2O) versus F (FeO(t)) versus M (MgO) de Irvine & Baragar (1971), com a projeção das composições químicas dos litotipos granulíticos ortoderivados de Salvador.



ras pesados (ETRP), típico de magmas calcioalcalinos de baixo-K2O (Barbosa et al, 2005).

Granulitos charnoenderbíticos - os dados petroquími-cos, sobretudo os de ETR, sugerem a existência de três subtipos de granulitos charnoenderbíticos (CHED1, CHED2 e CHED3), todos de composição intermedi-ária, visto que seus teores de SiO2 variam entre 60 e 65,7%. Estes apresentam teores de TiO2 que variam de 0,4 e 0,9%, de CaO, entre 4 e 6,2%, de Na2O, entre 1,7 e 3,5% e de K2O, entre 1,8 e 3,1% (Tab. 2). No diagrama (Na2O + K2O) versus SiO2 de Irvine &Baragar (1971), estes litotipos são classificados como subalcalinos (Fig. 5a) e, no diagrama AFM (Irvine & Baragar 1971), a grande maioria das amostras está situada no campo cal-cioalcalino, excetuando-se algumas amostras do tipo CHED3 cujas composições são projetadas na transição entre os domínios toleiítico e calcioalcalino (Fig. 5b). Entretanto, quando utilizados os diagramas SiO2 ver-sus FeO(t)/MgO (Fig. 6a) e FeO(t) versus FeO(t)/MgO (Fig. 6b) (Myashiro, 1975), fica evidente o caráter cal-cioalcalino desses litotipos. Eles não diferem muito nos teores de elementos maiores e apresentam uma certa

Figura 8 - Diagramas de variação química de Harker (1909) para os ele-mentos maiores e traços dos granulitos tonalíticos (T1 e T2).

Figura 7 - Diagrama An-Ab-Or normativo pro-posto por O’Connors (1965) e utilizado para os granulitos tonalíticos (T1 e T2).



dispersão nos diagramas bivariantes desses elementos versus a sílica, como pode ser visualizado na figura 11. Essa dispersão pode ser verificada nos elementos Na2O e Sr, enquanto que, com relação aos elementos TiO2, Fe2O3, MnO e V, verifica-se tendências de dife-renciação magmática. Nos diagramas multielementares (spidergrams), nota-se um comportamento similar para os três tipos de granulitos charnoenderbíticos, mas é possível observar um enriquecimento em elementos de grande raio iônico (LILE) nos CHED2 e de elemen-tos de alto campo de força (HFSE) nos CHED3, quan-do comparados com o subtipo CHED1 (Fig. 12). Os padrões de ETR (Fig.13) são relativamente distintos, com forte fracionamento entre os ERTL em relação aos ETRP, característicos de magmas calcioalcalinos. Excetua-se o tipo CHED3, que apresenta uma disposi-ção aproximadamente subhorizontal, mais próxima de magmas toleiíticos, fato que também é observado no diagrama AFM da figura 5.

Granulitos monzocharnockíticos – a química desses litotipos mostra teores de SiO2 entre 64% e 70%, teores de TiO2 variando de 0,4 a 0,8%, de CaO entre 1,8 e

4%, de Na2O entre 1,7 e 3,1% e de K2O entre 3,4 e 7% (Tab. 2). A utilização dos diagramas bivariantes possi-bilitou a visualização de uma tendência de diferencia-ção magmática para os protólitos dessas rochas, com o comportamento incompatível de K2O e notadamente compatível de TiO2, CaO e MnO (Fig. 14). Quanto aos elementos traços, verifica-se uma correlação negativa de V e uma positiva de Rb com o SiO2 (Fig. 14). Esses granulitos são subalcalinos segundo o diagrama (Na2O + K2O) versus SiO2 de Irvine &Baragar (1971) (Fig. 5a). No diagrama AFM de Irvine & Baragar (1971), as amostras situam-se no campo calcioalcalino (Fig. 5b), assim como nos diagramas SiO2 versus FeO(t)/MgO (Fig. 6a) e FeO(t) versus FeO(t)/MgO (Fig. 6b) pro-postos por Myashiro (1975). Nos diagramas multiele-mentares é possível observar um enriquecimento em elementos incompatíveis, com anomalia negativa de K, Nb, Ti, Ho e Yb (Fig.15). Quanto aos elementos terras raras, as amostras mostram um forte fracionamento dos ETRL em relação aos ETRP, típico de magmas calcio-alcalinos de alto-K2O (Fig. 16). Nessa figura nota-se que algumas amostras dos granulitos monzocharnockí-

Figura 9 - Diagrama multielementar dos granulitos tonalíticos (T1 e T2). Os valores do condrito C1 são de Sun & McDonough (1989).

Figura 10 - Padrões de Elementos Terras Raras dos granulitos tonalíticos (T1 e T2). Os valores do condrito são de Evensen et al. (1978).



ticos exibem uma fraca anomalia negativa de Eu.

Granulitos quartzo-monzodioríticos - os dados lito-geoquímicos dos granulitos quartzo-monzodioríticos mostram que eles podem ser separados em três subti-pos: QMZD1, QMZD2 e QMZD3. No geral, eles apre-sentam teores distintos de SiO2, variando entre 52% e 58%, teores de TiO2 entre 0,6% e 2,3%, de CaO entre 2,9 e 7%, de Na2O entre 2 e 3,8% e teores de K2O com valores variando entre 1,4% e 6,8%, (Tab. 2). Nos diagramas de Harker (1909) para elementos maiores e traços, verifica-se que o tipo QMZD1 não apresenta trends muito nítidos, mostrando certa dispersão dos pontos representativos das análises químicas. Isso também acontece com o QMZD2 e o QMZD3 que, algumas vezes, não produz trends de diferenciação magmática claramente reconhecíveis, nesse caso de-vido ao número reduzido de amostras (Fig. 17). Esses

litotipos são subalcalinos, conforme diagrama (Na2O + K2O) – SiO2 de Irvine &Baragar (1971) (Fig. 5a). Por outro lado, utilizando-se o diagrama AFM desses mesmos autores, constata-se que estas rochas situam-se no campo calcioalcalino, com exceção de algumas do tipo QMZD1, cujas composições são projetadas na transição entre os domínios toleítico e calcioalca-lino (Fig. 5b). Isto é confirmado nos diagramas SiO2 versus FeO(t)/MgO (Fig. 6a) e FeO(t) versus FeO(t)/MgO (Fig. 6b) propostos por Myashiro (1975). Com-parando os diagramas multielementares (spidergra-ms) destes litotipos, é possível observar um enriqueci-mento em elementos de alto campo de força (HFSE) para o tipo QMZD1, exceto para Nb e Yb, enquanto o tipo QMZD3 apresenta enriquecimento em elementos de grande raio iônico (LILE), com exceção do Sr (Fig. 18). Quanto aos diagramas dos elementos terras raras esses litotipos estão bem separados: boa parte desses

Figura 11 - Diagramas de variação química de Harker (1909) para os elementos maiores e traços dos granulitos charnoenderbíticos (CHED1, CHED2 e CHED3).



litotipos exibe uma pequena anomalia negativa de Eu, excetuando-se o tipo QMZD3 que apresenta anomalia positiva deste elemento (Fig. 19).

CONCLUSÕES Com os estudos petrográficos re-alizados nos granulitos ortoderivados de Salvador foi possível classificar os litotipos em granulitos tonalí-ticos, granulitos charnoenderbíticos, granulitos mon-zocharnockíticos e granulitos quartzo-monzodioríti-cos. Estas rochas orderivadas apresentam caracterís-ticas similares entre si, o que dificulta sua separação

tanto no campo quanto na petrografia.Através dos estudos litogeoquímicos cons-

tatou-se uma grande diversidade de composições químicas desses granulitos e permitiu a subdivisão destes litotipos. Assim, dos granulitos tonalíticos surgiram os subtipos T1 e T2; dos granulitos char-noenderbíticos os CHED1, CHED2 e CHED3 e dos granulitos quartzo-monzodioríticos os QMZD1, QMZD2 e QMZD3, sugerindo tendências de dife-renciação magmáticas distintas dentro desses agru-pamentos petrográficos.

Figura 12 - Diagrama multielemen-tar dos granulitos charnoenderbíti-cos (CHED1, CHED2 e CHED3). Os valores do condrito C1 são de Sun & McDonough (1989).

Figura 13 - Padrões de Elementos Terras Raras dos granulitos char-noenderbíticos (CHED1, CHED2 e CHED3). Os valores do condrito são de Evensen et al. (1978).



Figura 14 - Diagramas de variação química de Harker (1909) para elementos maiores e traços dos granulitos monzocharnockíticos.

Figura 15 - Padrões de elementos traços para os granulitos monzocharnockíticos. Os valores do condrito C1 são de Sun & McDonough (1989).

Figura 16 - Padrões de elementos terras raras para os granulitos monzocharnockíticos. Os valo-res do condrito são de Evensen et al. (1978).



A litogeoquímica também mostra que os granulitos ortoderivados se originaram a partir de magmas calcioalcalinos, sendo os subtipos T1 e T2 pobres em K2O e os demais (granulitos charnoen-derbíticos, os granulitos monzocharnockíticos e os granulitos quartzo monzo-dioríticos), ricos neste ele-mento. Os granulitos charnoenderbíticos do subtipo CHED3 também apresentam caráter calcioalcalino para seus protólitos, conforme mostra os diagramas SiO2 versus FeO(t)/MgO e FeO(t) versus FeO(t)/MgO de Myashiro (1975), entretanto, o diagrama AFM de Irvine & Baragar (1971) indica que foram provenientes da cristalização de magmas transicio-nais toleíticos/calcioalcalinos. Quanto aos elementos traços verifica-se uma similaridade nos diagramas multielementares entre os litotipos e subtipos estuda-dos, com anomalias positivas dos incompatíveis Ba, La, Zr e Y, e negativas de K, Ti, Yb e, notadamente, de P. Os padrões de ETR são relativamente distintos,

com forte fracionamento entre os (ERTL) em relação aos (ETRP), característicos de magmas cálcio-alca-linos. Excetua-se o tipo CHED3, que apresenta uma disposição aproximadamente subhorizontal, com en-riquecimento dos ETRP. Este enriquecimento é pro-vavelmente explicado pela presença da granada na sua composição modal. Enfim, pode-se concluir que todos os granulitos encontrados em Salvador se cristaliza-ram a partir de magmas calcioalcalinos e sofreram o mesmo evento metamórfico, sob condições da fácies granulito, síncrono a um evento deformacional.

Salienta-se a necessidade de estudos espe-cíficos de modelagem geoquímica e datações geo-cronológicas para obter uma melhor definição dos trends evolutivos dos litotipos em foco e dos even-tos formacionais/deformacionais ocorridos na área. Com isso será possível correlacionar melhor os eventos metamórficos/deformacionais, com aqueles que formaram as unidades geotectônicas: Cinturão

Figura 17 - Diagramas de variação química de Harker (1909) para elementos maiores e traços dos granulitos quartzo-monzodioríticos (QMZD1, QMZD2 e QMZD3).



Itabuna–Salvador–Curaçá (Barbosa & Sabaté 2002, 2004) e Faixa Salvador–Esplanada (Barbosa & Do-minguez 1996).

Agradecimentos Ao CNPq, pelo aporte de recursos para a realização dos trabalhos de campo, pela bol-

sa de mestrado da primeira autora e pelas bolsas de produtividade em pesquisa do segundo e do terceiro autores. Também a CBPM e a CPRM queremos con-signar nossos agradecimentos pelos recursos forneci-dos para os serviços de laboratório e pelos veículos cedidos para a execução dos trabalhos de campo.

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Explicativo para o Mapa Geológico ao Milionésimo. SICM/ SGM, Salvador, (Edição Especial), 400 p.

Referências

Figura 19 - Padrões de elemen-tos terras raras para os granu-litos quartzo-monzodioríticos (QMZD1, QMZD2 e QMZD3). Os valores do condrito são de Evensen et al. (1978).

Figura 18 - Padrões de ele-mentos traços para os granu-litos quartzo-monzodioríticos (QMZD1, QMZD2 e QMZD3). Os valores do condrito C1 são de Sun & McDonough (1989).



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Manuscrito ID 15526Submetido em 25 de setembro de 2009

Aceito em 07 de maio de 2010

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